生化沉积磷矿床

磷矿是一种富含磷的沉积岩，主要由生物化学沉积作用形成。磷块岩中的磷块岩属于碳氟磷灰石类质同象系列，其结晶状态为无定形、隐晶质、片状和柱状。与磷灰石伴生的矿物有方解石、白云石、海绿石、硅质和有机质。磷块岩矿石结构以块状、条带状为主，也有结节状、层状、网状脉状结构。矿石结构一般包括凝胶结构、内部碎屑结构、球晶结构和生物碎屑结构。

目前发现的磷块岩矿床都是海相沉积，虽然陆相沉积也含有磷酸盐，但没有发现一个符合开采要求的。根据产状，磷块岩可分为层状磷块岩和瘤状磷块岩两种。磷矿床是各类磷矿中最重要的工业类型，其储量占世界磷矿总储量的80%。我国的云南、贵州、湖北、四川、陕西、山西、河南、甘肃等地区均有分布，国外很多如美国、澳大利亚等国家也属于这一类型。

磷块岩矿床的地质时代很广。从元古代到现在，几乎所有的磷矿床都分布在各个时代。世界上磷块岩形成的主要时代有震旦纪、寒武纪、二叠纪、白垩纪和第三纪。中国沉积磷矿的主要时代为晚震旦世和早寒武世，其次为泥盆纪、石炭纪和奥陶纪。

除磷块岩矿床外，硅藻土矿床、沉积型自然硫矿床、沉积型黄铁矿矿床也属于生物化学沉积矿床，它们有的是由生物遗骸直接堆积而成，有的则是由于生物生命活动或生物分解而使某些元素堆积而成。现代研究表明，包括黑色页岩在内的多元素金属矿床的形成与生物作用有关。生物成矿是现代成矿研究的一个重要方面。

二。重要的矿藏

1.云南昆阳磷矿

该矿床位于扬子地台西部，康滇地轴东部。磷块岩层产于早寒武世梅树村早期玉壶村组钟毅村(图7-30)。含磷岩系的岩石组合为硅质岩-白云石-磷块岩。磷矿分为上下两层，中间夹灰白色含磷水云母粘土岩，厚度约1.6m，煤层东西长8km，矿区面积20.86km2，上层煤层厚度1.97 ~ 14.85 m，平均厚度5.77m，较稳定。下煤层厚度0 ~ 6.87 m，平均厚度3.5m，变化较大。全区矿石平均P2O5含量为26.24%，地表氧化矿品位高，P2O530%以上，有害杂质少。深部原生矿P2O5含量显著降低(20% ~ 25%)，而CaO和MgO含量增加。矿石类型主要为蓝灰色富磷酸盐岩石和浅灰色白云石磷酸盐岩石。矿石矿物主要为胶磷矿，少量白云石、方解石、玉髓、海绿石和绿泥石。矿石结构主要为粒状结构(内部碎屑、球晶和生物碎屑结构)。矿石结构呈块状、条带状、结节状和砾石状。

图7-30昆阳磷矿小歪头山玉壶村组地层柱状图

(引自屠光池等，1988)

矿床位于康滇地轴东南缘碳酸盐岩缓坡(台)上，形成于潮下带-潮间带-潮上带-潮间带-潮下带的变化沉积环境。磷块岩的层理类型主要为水平层理、波状层理和粒状层理，其次为交错层理。矿区经昆明、峨眉、川北进入陕西，形成一条南北长800公里、东西宽40～60公里的重要磷矿成矿带。

2.四川什邡磷矿床

位于四川盆地西缘龙门山地台褶皱带中段。含磷剖面属于中、上泥盆统，自下而上由砾质磷块岩、磷锶铝矿、含磷高岭土、含磷应时砂岩和白云岩组成。含矿剖面为上震旦统灯影组藻白云岩上的平行不整合。

矿体为磷块岩矿体和磷酸铝矿体。磷块岩矿体主要呈层状、透镜状，其形态和厚度受底板古岩溶地貌特征和发育程度控制。在岩溶洼地，矿体增厚，凸起变薄。矿体厚度0 ~ 75.3m，一般6 ~ 10m，单个矿体长度4500m，一般1300~3200m ~ 3200m。磷块岩-锶铝矿体呈层状、透镜状产于含磷段中部，位于磷块岩层之上，两者呈快速过渡状态。在大多数情况下，它与下面的碎屑磷块岩相同。矿体长70 ~ 3100米，一般数百至数千米，厚0 ~ 23.50米，一般2 ~ 5米。

矿石中的磷块岩主要为碳氟磷灰石和磷酸铝，其他矿物主要为粘土矿物和硅质。矿石结构主要有内部碎屑结构和胶体结构，矿石结构主要有角砾岩结构、块状结构、层状结构和条带状结构。矿床为风化-再沉积磷块岩矿床，为早期(晚震旦世-早寒武世)含磷层，在泥盆纪经长期风化淋滤搬运再沉积而成。

三。磷矿床的成因

地壳中磷的含量为0.13%，被认为是典型的生物元素。动物在生命周期中吸收磷形成身体，如骨骼、牙齿、甲壳动物等。如脊椎动物的骨骼中含P2O5高达53.31%，部分种类的舌形贝类和圆形贝类含P2O5 580% ~ 91.5%。

磷块岩中的磷主要来源于岩浆岩中磷灰石的风化释放。磷很容易溶解在含有CO2和有机酸的地表水中，被带到海盆中，被动植物吸收。一些地质学家认为，溶解在海水中的磷主要是海底火山喷发造成的。

关于磷如何通过生物和生物化学过程富集形成矿床，目前有不同的认识，主要有生物成因、生物化学成因和化学成因。

生物成因理论认为，磷块岩矿床是大量生物死亡后在海水中堆积形成的。在南非好望角以南，赤道暖流与南极寒流相遇，大量生物死亡，其遗骸堆积在海底，形成大量磷酸盐结核。在爱沙尼亚早志留世磷块岩矿床中，有三层磷块岩几乎全部由矿化扇贝的壳组成。

生化遗传学理论认为磷的富集与海洋中的浮游生物有关。在热带浅水区，大量浮游生物繁殖并吸收海水中的磷。当生物死亡时，碎片沉入海底的淤泥中，可被细菌分解释放出磷。因此，泥浆中富集了大量的磷，比底层海水高70 ~ 150倍。如里海水中磷酸盐的含量为3 ~ 7 mg/m3，而海底淤泥中磷酸盐的含量高达200 ~ 1100 mg/m3。含磷量高的污泥水向浓度低的底层扩散。在扩散过程中，磷酸盐聚集在小颗粒(如沙粒、矿物颗粒、生物碎片等)周围。)形成磷酸盐结核。这样，由于富含有机质的淤泥的长期沉积，可以形成较厚的磷块岩矿床。

化学成因理论是由a b .卡恰科夫(1937)提出的。他根据海洋水化学资料，研究了磷在现代海水中的分布和P2O5-CaO-HF-H2O的相平衡关系，进而合理地阐述了磷的化学沉积过程。他把海水分成四层(图7-31)。第一层是从水面到60m深处，是浮游生物活跃繁殖层，或称光合层；在这个海水层中，生物从海水中吸收了大量的磷。因此，该层海水中的磷含量很低。P2O5最大含量为10 ~ 15 mg/m3，通常低于2 ~ 5 mg/m3。此外，该区域的CO2分压不超过30.39Pa(3×10-4 atm)。第二层水深从60m到300~400m，是死亡生物经过的水层，磷的含量略高。第三层水深从300 ~ 400 m到约1000 ~ 1500 m，为死生物分解水层；由于磷酸盐的分解，海水中P2O5的浓度为300 ~ 600 mg/m3，甚至更高。CO2的分压增加到12×10-4大气压。第四层水深在1000 ~ 1500 m以下，磷含量再次降低。

图7-31深上升冷水流条件下陆架区海水中磷块岩沉淀磷酸盐形成示意图。

(根据卡萨科夫的资料，1937)

1—海岸卵石层相和砂相；2-磷块岩相；3-钙质沉积相；4-浮游生物残余物的沉降；5 ——电流方向

鉴于海水中CO2的浓度对磷酸盐的溶解起着重要的作用，CO2和CO2-3随着海水深度的增加而增加。因此，当上升的洋流将富含磷和CO2的深冷海水带到陆架边缘时，水温升高，水柱压力降低，导致CO2从水中逸出，或被生物吸收，或形成CaCO3沉淀。在这种情况下，水中CO2的分压显著降低，磷酸钙在水中的溶解度也降低。当达到过饱和状态时，磷以磷酸钙的形式沉积，在陆架边缘形成磷酸盐沉积。这个结论的关键是必须有上升洋流，所以也叫上升洋流成磷说。卡恰科夫的化学成因假说很好地解释了许多大型磷矿床中动物化石的缺失，以及陆相淡水盆地和浅封闭盆地中磷酸盐岩的缺失。这一理论长期以来被认为是解释磷酸盐矿床形成的经典理论。

现代海洋沉积物中的磷酸盐结核出现在世界许多地方的深海和浅海海底。浅水海底的磷酸盐矿床多分布在水深30 ~ 300 m的区域，这些磷酸盐矿床是由于深循环洋流流入浅水而形成的。

大量事实和研究表明，巨大的海相磷块岩矿床是在磷酸盐沉积后形成的，并经常经历改造。中国西南地区晚震旦世至早寒武世大型磷矿床的形成大致经历了两个成矿阶段。第一个是胶体聚集。在相对稳定、低能的浅水环境中，磷从含磷海水中饱和析出，胶体聚集沉淀，是海相磷块岩的主要矿化。第二阶段是转变或精选。上述结块的磷凝胶在洋流和强风暴浪的作用下被搅起，经过风选和迁移，形成不同粒径的颗粒(砾石、沙粒、团聚体、生物碎屑等。)在不同的能量环境中形成并重新沉积。这是磷进一步富集，形成大量优质磷矿床的重要成矿模式和阶段。此外，在成岩阶段，孔隙中磷溶液的沉淀也会使磷块岩富集。

四。勘探与评价要点

磷矿床的地质年龄很长，但在一个地区或一个构造单元中，往往只有一到两个含磷层位，如滇东下寒武统玉壶村组和黔中鄂西上震旦统陡山沱组。因此，研究地层剖面，沿含磷层位找矿是首要工作。

磷块岩的形成与古地理环境有关。目前发现的磷矿床都是在海洋环境中沉积的。虽然富磷洋流沉淀的磷酸盐主要发生在大陆架边缘(大陆边缘)，但由于风暴浪和洋流的冲刷和扬矿作用，磷酸盐再沉积的范围要广得多，在陆架(大陆架)的沿岸和浅海区域均可沉积，在陆架边缘的次深海盆地也有磷酸盐沉积。在中国西南中上扬子磷块岩集中区，磷块岩尤其集中在岛屿、碳酸盐台地、生物礁、构造高地等“海底高地”及其附近的半局限盆地中。

磷块岩是异常海洋条件的产物，它伴随或邻近一组异常沉积物，可以指示磷酸盐的形成环境和成因。磷块岩序列中岩石组合的主要类型有:①磷块岩-白云石-镁质粘土-燧石；②磷矿-黑色页岩-燧石；③磷矿-带状氧化铁-燧石；④磷矿石——铁和锰的氧化物。

磷矿是一种富含磷酸盐的沉积岩。磷酸盐矿物多为无定形、隐晶质、极细的磷灰石晶体，肉眼难以识别。因此，磷块岩与碳酸盐岩等其他沉积岩往往没有明显的区别。勘探时应加强测试和显微镜观察工作，或采用简单的化学方法。

此外，许多磷矿床含有铀等放射性元素，因此伽马能谱仪可直接用于野外找矿。